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Formación Besano

La Formación Besano es una formación geológica en los Alpes del sur del noroeste de Italia y el sur de Suiza . Esta formación, una delgada pero fosilífera sucesión de dolomita y esquisto negro , es famosa por su preservación de la vida marina del Triásico Medio ( anisiano - ladino ), incluidos peces y reptiles acuáticos. Está expuesto en la zona de Monte San Giorgio y Besano . Es una de las formaciones responsables de que la zona sea designada Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO . En Suiza también se la conoce como Grenzbitumenzone . [2] [3] [1] [4] [5] [6] [7] [8] El límite anisiano-ladino se encuentra en la parte superior de la Formación Besano. [1]

Geología

geología general

La formación es una banda relativamente delgada de dolomita oscura y esquisto, de aproximadamente 5 a 16 metros (16 a 52 pies) de espesor total. Se extiende unos 10 kilómetros (6,2 millas) de este a oeste a lo largo del borde norte del Monte San Giorgio y a través de la frontera suizo-italiana hacia Besano. [1] [5] En afloramientos individuales, Grenzbitumenzone se superpone a la parte inferior de San Salvatore Dolomite , una formación rica en carbonatos espesa y extendida. Las últimas partes de la Formación San Salvatore, expuestas al norte del Monte San Giorgio, son parcialmente isócronas con la Grenzbitumenzone (formada al mismo tiempo). En su extensión superior, la Grenzbitumenzone desemboca en el Dolomita de San Giorgio, una formación con menos fósiles y una menor concentración de materia orgánica. Al propio Dolomita de San Giorgio le sucede la piedra caliza de Meride, rica en fósiles. [2] [6]

Como su nombre indica, los sedimentos de la formación son bituminosos , ricos en materia orgánica hasta el punto de que arden fácilmente. La dolomita gris laminada (en capas finas) con aproximadamente un 20% de materia orgánica comprende la mayor parte de la formación. El ancho de las láminas en estas capas de dolomita varía ampliamente desde escalas submilimétricas a subcentimétricas, en función de la variación del tamaño del mineral o del grano. Los fósiles de invertebrados y los granos de cuarzo aislados son comunes en la dolomita, mientras que los vertebrados y los mohos radiolarios se conservan con menos frecuencia. La lutita negra finamente laminada con hasta un 40% de materia orgánica constituye una porción más pequeña. Los radiolarios y los fósiles de vertebrados son comunes en el esquisto. Sin embargo, los invertebrados están prácticamente ausentes y los cristales de dolomita y cuarzo detrítico son raros. Estas importantes capas de dolomita o esquisto muestran muy poca evidencia de bioturbación o perturbación. [2] La pirita está presente pero es poco común, probablemente como consecuencia de la baja disponibilidad de hierro . [2] [9] La materia orgánica se puede caracterizar como kerógeno tipo II , enriquecido en compuestos de hopano y porfirina , aunque fuertemente empobrecido en carbono-13 . Estos biomarcadores , cuando se combinan, indican que la mayor parte del material orgánico deriva de cianobacterias . [2] [3] [10]

Otros sedimentos y tipos de rocas son poco comunes en la formación. Finas capas de dolomita laminada de grano fino y color blanco se extienden sobre una amplia superficie. Tienen muy poca materia orgánica y en su lugar contienen fragmentos de concha y peloides. Esta dolomita blanca probablemente representa depósitos de turbidita distales , colapsados ​​por fuentes de carbonato cercanas. Se infiere un origen similar para las capas de dolomita masivas (sin estratificar), que tienen una textura porosa y tamaños de grano heterogéneos. Hay alguna evidencia de reelaboración, ya que las delgadas capas de dolomita rara vez muestran capas onduladas o son desgarradas en clastos por corrientes profundas. Las capas de esquisto negro ocasionalmente conservan bandas de pedernal , derivadas de floraciones de radiolarios. En toda la formación se encuentran numerosas capas estrechas de bentonita ( tobas volcánicas ). Están compuestos principalmente de illita y montmorillonita , con cristales ocasionales de sanidina . A diferencia de la mayoría de las tobas del Triásico de los Alpes del Sur, los cristales de plagioclasa están completamente ausentes. [2]

Paleoambiente

La formación es representativa de una pequeña cuenca intraplataforma, un ambiente marino profundo y estable que se habría ubicado entre arrecifes de aguas poco profundas y plataformas carbonatadas . Las propias plataformas carbonatadas se conservan en gruesas secuencias, como la dolomita de San Salvatore, más al norte y el oeste, y la piedra caliza de Esino, más al este. La cuenca Grenzbitumenzone puede tener hasta 20 km de ancho, si la formación Perledo-Varenna al este del lago de Como también pertenece a la cuenca. [1] Este sistema de plataformas y cuencas carbonatadas se desarrolló a lo largo de una lengua occidental del océano de Tetis , que transgredió hacia el este durante el Triásico Medio.

Las alternancias entre dolomita y esquisto en la Grenzbitumenzone son probablemente consecuencia de las fluctuaciones del nivel del mar. El aumento del nivel del mar habría sumergido las plataformas de carbonato, lo que podría haber aumentado la deposición de dolomita en la cuenca. [5] Alternativamente, habría conectado la cuenca con otras áreas ricas en nutrientes, lo que habría llevado a la proliferación de fitoplancton y, por lo tanto, a una mayor deposición de esquisto. [10] Las laminaciones dentro de las capas de dolomita corresponden a niveles fluctuantes de carbonato, posiblemente relacionados con la escorrentía de las plataformas de carbonato durante las tormentas. [3]

Los sedimentos de la Grenzbitumenzone no están perturbados por organismos bentónicos (que viven en los fondos marinos), mientras que prevalecen fósiles bien conservados, materia orgánica e iones de metales pesados. Esta evidencia respalda la opinión tradicional de que el fondo marino de la cuenca era completamente anóxico : estancado, privado de oxígeno y sin vida. [1] Sin embargo, abundantes fósiles de vida nectónica (nadadora) y planctónica (flotante libre) indican que el oxígeno estaba más concentrado en el agua de mar más cerca de la superficie. Ha habido debate sobre el origen o la intensidad de esta fuerte estratificación del contenido de oxígeno. La cuenca, aunque relativamente profunda, probablemente era demasiado poco profunda para la estratificación mediante corrientes salinas profundas o un fuerte gradiente de temperatura. La visión tradicional atribuye la culpa a una concentración de bacterias planctónicas en el nivel medio de la columna de agua, dividiendo la parte superior óxica de la parte inferior anóxica de la cuenca. [2] [3] [1] Hay poca evidencia de actividad microbiana en el fondo marino durante la deposición de Grenzbitumenzone. [10]

Estudios posteriores han argumentado que el fondo marino podría haber sido disóxico, con niveles bajos de oxígeno, aunque aún mayores que en aguas anóxicas. [11] [5] Entre los fósiles más comunes se encuentra el de Daonella , un bivalvo con un fuerte debate sobre sus preferencias de hábitat. Los primeros estudios argumentaron que era pseudoplanctónico (adherido a objetos flotantes) o arrastrado desde áreas menos profundas, congruente con un fondo marino anóxico de Grenzbitumenzone. Sin embargo, ahora se cree que Daonella vivió en el fondo de la cuenca, especializándose en un ambiente disóxico inhóspito para la mayoría de los demás animales bentónicos. [5] [12] La desarticulación y reorientación de los fósiles de Grenzbitumenzone han favorecido la presencia de corrientes de fondo débiles y oxigenadas. [13] [11] [14] [15] La evidencia inicial de las corrientes del fondo fue controvertida y tal vez se basó en una ilustración mal dibujada, [11] [1] [4] pero un muestreo adicional de muestras respalda la misma conclusión general. [14] [15] [8]

Tafonomía

Los fósiles de Grenzbitumenzone suelen estar bien conservados, pero la mayoría están comprimidos entre capas de sedimentos. La compactación es mucho más pronunciada en las finas capas de esquisto que en las más gruesas de dolomita. La preservación de los tejidos blandos es rara pero no inaudita: incluye cartílago de tiburón calcificado, coprolitos y contenidos intestinales fosfatados y restos orgánicos de escamas de reptil. En un ambiente disóxico, la preservación puede haber sido facilitada por esteras bacterianas, que adhieren y sellan un esqueleto al sustrato. [5] [15] Sin embargo, no existe evidencia directa de esteras bacterianas. [10]

Dos formas de cuantificar la preservación de un esqueleto son la integridad (la proporción de un esqueleto presente en un fósil) y la articulación (la proporción de un esqueleto preservado en posición de vida). La integridad y articulación de los fósiles de Serpianosaurus son variables, aunque en promedio son bastante altas. Los dos factores están más claramente relacionados en la cabeza, una parte pesada del esqueleto que tiene más probabilidades de hundirse primero, separándose del resto del cuerpo flotante. Aun así, los especímenes sin cabeza y relativamente incompletos son raros, por lo que es poco probable que los cuerpos se desmoronen mientras flotan durante un período prolongado. Las vértebras y las costillas tienden a desarticularse, aunque sólo en una distancia corta. Los elementos periféricos como los dedos de los pies también son propensos a desarticularse. La desarticulación es probablemente el resultado de sutiles corrientes de aguas profundas, durante un largo período de lenta descomposición en el fondo marino. Las cabezas y las colas tienden a curvarse en la misma dirección, lo que puede ser consecuencia del flujo de corriente. [13] [14]

Los fósiles de Saurichthys de Grenzbitumenzone suelen estar bien conservados, aunque los especímenes desarticulados y retorcidos son más comunes que en los lechos de Cassina de Meride Limestone. Esto puede deberse a la baja tasa de sedimentación de la Grenzbitumenzone en relación con la piedra caliza Meride, lo que proporciona más tiempo para la influencia de las corrientes del fondo antes del entierro. [15] Los lechos de Cassina también tienen evidencia más directa de esteras microbianas, que podrían haber jugado un papel en la estabilización de cadáveres en descomposición. [10]

Por el contrario, los fósiles de ictiosaurio de Grenzbitumenzone tienden a ser más completos que los encontrados en formaciones del Jurásico temprano en otras partes de Europa. No hay ninguna región específica del cuerpo con una integridad significativamente menor, argumentando que los fósiles no se vieron afectados por la recolección preferencial. La integridad de los fósiles puede haber sido mejorada por la naturaleza relativamente pequeña y aislada de la cuenca Grenzbitumenzone, protegida de la influencia de corrientes marinas más fuertes. [dieciséis]

paleobiota

reptiles

arcosauromorfo

Ictiosauria

sauropterigia

talattosauria

Pez

Sarcopterigios (peces con aletas lobuladas)

Actinopterigios (peces con aletas radiadas)

La fauna actinopterigia de la Formación Besano fue descrita en detalle por James Brough (1939) [84] y Toni Bürgin (1992). [85] [86] [87]

Condrictios (peces cartilaginosos)

Cefalópodos

La fauna de cefalópodos de la Formación Besano fue descrita en detalle por Hans Rieber en las décadas de 1960 y 1970. [104] [105] [106] [107] [108] [109] La mayoría de los fósiles se concentran en el punto 902, ocupando varias zonas bioestratigráficas distintas registradas a través del afloramiento, lecho por lecho. [106] [110]

Otros moluscos

Algunos de los fósiles más abundantes en la Formación Besano pertenecen al bivalvo Daonella , con múltiples especies evolucionando en secuencia a lo largo de la formación (según las implicaciones estratigráficas del Punto 902). [104] [112] [113] [107] [12] [114]

Otros invertebrados

Plantas

Referencias

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